2.1.2. Первичные особенности поверхности наслоения

Как уже отмечалось, слои горных пород разделены поверхностями на-пластования, которые могут иметь различное строение и очень часто несут на себе различные следы, позволяющие установить причины и условия слоеобразования. К числу этих особенностей относятся: ископаемые знаки ряби; трещины усыхания; следы жизнедеятельности организмов; отпечатки дождевых капель, кристаллов льда, следов птиц, ползания червей и др. Так, например, наличие трещин усыхания, следов капель дождя свидетельствует о перерыве в осадконакоплении. Изучение особенностей поверхности на-пластования в случае сложной складчатости и отсутствия окаменелостей, помогает определить последовательность напластования, а также нормаль-ное или опрокинутое залегание горных пород.

Знаки ряби могут быть образованы в результате течения и волнения водной среды и ветра. Она всегда приурочена к верхней поверхности слоя (обычно песчаника) и хорошо сохраняется в ископаемом состоя-нии. По условиям образования выделяют три типа ряби: а – водную рябь волнения; б – водную рябь течений; в – эоловую рябь.

Рябь волнения наиболее широко распространена и характеризуется симметричным строением и расположением гребней. Изучая направления гребней ряби можно установить положение древней береговой линии и ли-нии прибоя озерных и морских бассейнов. Рябь течения характеризуется не симметричным строением гребней и крупными песчинками во впадинах. Ветровая (эоловая) рябь в отличие от ряби течения характеризуется наличи-

21

ем крупных песчинок на гребнях, а также непостоянством углов наклона склонов гребней. Индекс ветровой ряби (отношение длины волны к ее вы-соте) больше, чем индекс волновой. Гребни ряби могут быть параллельны-ми, пересекаться, ветвиться. По виду знаков ряби можно определить глуби-ну их образования (0,5 – 15, иногда до 200 м).

Трещины усыхания образуются в засушливом или переменно-влажном климате. Поверхность напластования в этом случае имеет форму полигональной сетки. Встречаются на поверхности только ило-ватых или песчано-глинистых пород.

Ископаемые отпечатки кристаллов льда, каменной соли, гипса, капель дождя и града характерны для красноцветных лагунных, ледни-ковых отложений.

2.1.3. Генезис слоистой структуры осадочных толщ

Образование слоистых толщ происходит под воздействием многих факторов, важнейшими из которых являются: 1 – тектонические движе-ния; 2 – изменение климата; 3 – динамический и химический режим водной и воздушной среды.

Тектонические факторы. Вертикальные колебательные движения приводят к перемещению береговой линии и смещению (миграции) фаций.

Фация – совокупность литологических и палеонтологических осо-бенностей осадка, указывающих на физико-географические условия его образования. Непосредственно у берега отлагается грубый материал, который сменяется более мелким, а еще дальше от берега накапливают-ся глины и карбонатные илы. Неоднократные повышения и понижения участка бассейна приводят к формированию ритмично-слоистых толщ (рис.4). При этом различают: 1 – петрографический горизонт – серия оди-наковых по составу, но разновозрастных по времени образования (асин-хронных) осадков; 2 – стратиграфический горизонт – одновозрастная группа осадка слоев различного состава, связанная постепенным перехо-дом в горизонтальном направлении. Отдельные слои или пачки страти-графического горизонта характеризуются одновозрастным, но различным в видовом и родовом отношении комплексами окаменелостей.

В зависимости от направленности тектонических движений фор-мируются ритмично-слоистые трансгрессивные и регрессивные толщи. При трансгрессии (наступлении моря на сушу) равномерное постепен-ное понижение дна бассейна в результате однонаправленных колеба-тельных движений земной коры приводит к образованию трансгрессив-ных серий осадочных толщ (рис.4). Для этих толщ в вертикальном стра-тиграфическом разрезе характерна закономерная смена грубообломоч-ных пород, залегающих в нижних частях разреза, тонкообломочными и

22

хемогенными осадками в верхней части разреза. В плане развития транс-грессии более молодые осадки всегда занимают большую площадь, чем древние. В центральных частях прогибов (впадин) наблюдается последова-тельное наложение молодых слоев на древние, а по окраинам прогибов на древнее основание ложатся уже самые молодые породы.

При регрессии (отступления моря с суши) равномерное медленное повышение дна бассейна в связи с вертикальными колебательными движениями приводят к образованию регрессивных серий осадочных толщ (рис.4). В вертикальном разрезе этих толщ наблюдается обратная последовательность расположения осадков: в низах разреза залегают хемогенные и тонкообломочные породы, а в верхних частях – грубооб-ломочные. В плане наблюдается последовательное сокращение площа-ди, занимаемой более молодыми отложениями. Периодичность колеба-тельных движений (медленное повышение или понижение дна бассей-на) приводит к образованию ритмично чередующихся осадочных толщ. В понятие ритмичности (по Н.В. Вассоевичу) вкладывается представ-ление о закономерной повторяемости однородных явлений, каждый раз развивающихся в одном направлении. Абстрагируемся и назовем любой

Рис. 4. Схема смещения фациальных зон и обра-зования слоев при трансгрессии и регрес-сии(7):

1– галечник; 2 – пески;

3– глины; 4 – известняки; 5 – подстилающие поро-ды; 6 – профиль морского дна и поверхности суши; 7– границы между разно-возрастными слоями при различных положениях уровня моря I–V; 8 – гра-ницы между слоями оди-накового состава

23

слой горной породы, составляющий разрезы осадочных толщ, отвле-ченным термином – элемент. Ритм является мерой равномерной по-вторяемости одноименных элементов (или событий).

В случае равномерного порядка следований разноименных элемен-тов (например, песчаник – аргиллит – алевролит) следует говорить о цикличности рассматриваемой последовательности. Цикл – это сово-купность закономерно следующих друг за другом различных элементов последовательности. Следует иметь в виду, что понятие цикличности подразумевает ту или иную направленность порядка следования собы-тий, а не вовсе многократную повторяемость (виток спирали – это цикл, а шаг спирали – это ритм). Среди циклов различают двунаправленные и одно направленные циклы, а также завершенные и незавершенные [5].

Физико-географические факторы слоеобразования. К ним относят-ся: 1 – рельеф в области сноса и области накопления; 2 – климат; 3 – под-вижность среды; 4 – деятельность организмов; 5 – физико-химический ре-жим среды (соленость, pH и др.).

В разных физико-географических условиях, определяющих облик образовавшейся горной породы, т.е. ее фацию, формируются различные горные породы. Так, например, осадочные железные марганцевые руды формируются в условиях влажного умеренного или тропического кли-мата, осадки солей чаще образуются в условиях жаркого и засушливого климата, а современные коралловые рифы распространены исключи-тельно в экваториальной области. Слоистые осадки могут возникать и при изменении гидродинамического режима среды. Реки, например, в период паводка транспортируют более крупные частицы, чем в межень, когда преобладает перенос только тонкообломочного материала. Изме-нение направления морских течений приводит к изменению состава от-лагающихся осадков.

Среди факторов, влияющих на образование слоистых структур, боль-шое значение имеют факторы физико-химические и биологические, роль которых широко рассматривается в учебниках об образовании осадков.

2.1.4. Согласное и несогласное залегание горных пород

Накопление осадков является длительным процессом, который происходит на фоне постоянно меняющейся палеогеографической и тектонической обстановки. По особенностям процесса осадконакопле-ния формируются два основных типа соотношения слоев или их сово-купности: согласное и несогласное.

Согласное наслоение слоев отражает непрерывность процесса накоп-ления осадков и отсутствия в нем резких и длительных по времени переры-вов. При согласном залегании границы слоев параллельны между собой, а

24

изменение состава указывает на постепенное закономерное изменение ус-ловий осадконакопления. При этом внутри слоев может наблюдаться непа-раллельная ориентировка границ отдельных мелких прослоев и слойков (косая, волнистая слоистость). Первичное залегание осадков при согласном залегании может быть горизонтальным или слабонаклонным.

Несогласное залегание отражает перерыв осадконакопления, кото-рый фиксируется по резкому изменению состава осадков и изменению первичного их залегания. Перерыв в осадконакоплении нередко сопро-вождается размывом ранее образовавшихся осадков и формированием поверхности несогласия, представляющей собой поверхность древнего наземного или подводного рельефа. Различают два вида несогласного залегания: параллельное и угловое.

Параллельное несогласие характеризуется параллельной ориентиров-кой слоев, сформировавшихся до и после перерыва. На поверхности несо-гласия в основании новой серии осадков залегают, как правило, грубообло-мочные образования, содержащие обломки пород нижележащей толщи. К такому типу осадков относятся конгломераты и брекчии. Одной из форм параллельного несогласия является скрытое несогласие, для которого ха-рактерны отсутствие четко выраженной поверхности несогласия и следов размыва и денудации (рис.5). Такие несогласия фиксируются главным об-разом в результате изучения палеонтологических остатков или другими ме-тодами, позволяющими установить или определить возраст пород.

Угловое несогласие проявлено в перерыве осадконакопления между двумя толщами слоев, имеющими различный угол наклона. В этом слу-чае поверхность несогласия под углом пересекает нижние слои (более древние) и располагается параллельно наслоению верхней, более моло-дой толщи. Эти соотношения наблюдаются как на поверхности (рис.6), так и в вертикальных разрезах (рис.6).

Величина углов между нижними, более древними слоями, и секу-щей их поверхностью несогласия может изменяться от 0° в случае па-раллельного несогласия до 180° на крыле лежачей складки.

Рис. 5. Параллельное несогласие (8). Внизу – верхнекаменноугольные известняки (С3); вверху – верхнеюрские глины (J3); АБ – поверхность несо-гласия

25

Если угол несогласия не превышает 30°, то угловое несогласие на-зывается слабым, если составляет более 30° – резким.

Угловое несогласие может выражаться и в различной ориентировке простираний контактирующих толщ. Разница между азимутами этих направлений дает величину азимутального несогласия. Таким образом, полная характеристика углового несогласия слагается из двух величин:

значения угла несогласия и угловой величины азимутального несогла-сия. Крупные, регионально проявляющиеся угловые несогласия, отра-жающие важные события в геологической истории земной коры, служат естественными границами структурных этажей. Последние представля-ют собой комплексы пород, объединенных сходными тектоническими структурами и соответствующих определенным этапам тектонического развития района.

Географическое несогласие – это угловое несогласие с углом менее 2°. В платформенных областях с весьма пологим залеганием осадочных толщ величина угла несогласия незначительна (менее 2°), поэтому ее нельзя замерить в обнажениях при помощи горного компаса. Различия в залегании разделенных несогласием толщ обычно проявляются только на значительных площадях и наиболее отчетливо выражаются на геоло-гических картах мелкого масштаба. Наглядным примером таких соот-ношений может служить залегание юрских и меловых образований на палеозойских отложениях в центральной части Русской плиты.

Таким образом, географические несогласия служат связующим звеном между угловым и параллельным несогласием.

По отчетливости выражения поверхности несогласия различают явное несогласие с отчетливо и резко выраженной поверхностью несогласия и скрытое с неопределенным положением поверхности несогласия.

Скрытые несогласия характеризуются постепенными переходами и мало заметными, на первый взгляд, отличиями между контактирующи-

Рис. 6. Угловое несогласие на плане и геоло-гическом разрезе, по А.А. Богданову. Моло-дая свита, залегающая с пологим наклоном на северо-запад, перекрывает древнюю сви-ту, смятую в складки; а – б – поверхность несогласия

26

ми толщами. Такие скрытые формы чаще всего наблюдаются в однооб-разных по литологическому составу толщах или в слоях, образованных продуктами разрушения подстилающих пород.

Так, например, в обнажениях по р.Кальмиус к югу от Донецкого каменноугольного бассейна на размытой поверхности докембрийских гранитов непосредственно залегают отложения среднего отдела девон-ской системы. Граниты сохраняют массивное сложение в основании разреза, а вблизи кровли сильно разрушены и представлены рыхлым элювием. Выше разрушенные граниты постепенно переходят в грубый аркозовый песчаник, который сменяется более тонким, лучше отсорти-рованным песчаником, лишенным внизу слоистости, а вверху со слои-стостью. Скрытое параллельное несогласие может быть проявлено меж-ду слоями одинакового состава. В этих случаях наличие перерыва уста-навливается в основном по палеонтологическим признакам.

3. ФОРМЫ ЗАЛЕГАНИЯ ГОРНЫХ ПОРОД

3.1. Горизонтальное залегание осадочных горных пород

При горизонтальном залегании слоев поверхности наслоения при-близительно параллельны друг другу и горизонтальны. Идеальные го-ризонтальные поверхности наслоения в земной коре встречаются очень редко. Уже в процессе осадконакопления образующиеся слои приобре-тают некоторый наклон. К горизонтальному залеганию слоев условно относят такое залегание, когда углы наклона слоев не превышают 1°.

Горизонтальное залегание отложений типично для верхних частей осадочной оболочки Земли. Четвертичные и в меньшей степени неоге-новые образования во многих регионах лежат горизонтально. Горизон-тальное залегание свойственно также более древним породам, слагаю-щим осадочный чехол платформ. В крупных структурах платформенно-го чехла наклоны слоев настолько малы, что на большей его части по-роды залегают практически горизонтально.

3.1.1. Изображение горизонтально залегающих слоев на геологиче-ской карте и измерение мощности слоя

При горизонтальном залегании слоя кровля, как и подошва, должна иметь одинаковые высотные отметки. Отсюда следует, что границы ме-жду слоями, нанесенные на топографическую карту (основу), будут располагаться параллельно горизонталям рельефа или совпадать с ними. При горизонтальном залегании слой, располагающийся гипсометриче-ски выше другого, имеет более молодой возраст. Ширина выхода слоя

27

на поверхности зависит от мощности слоя и рельефа. При одном и том же рельефе у слоя с большей мощностью выход на поверхность будет шире. При одинаковой мощности слоя и пологом рельефе ширина его выхода будет больше, чем при крутом рельефе. Если рельеф представ-ляет собой вертикальный обрыв, то ширина выхода слоя на карте прак-тически превращается в линию. Отсюда следует, что при изображении горизонтально залегающих слоев на карте в пределах участков с более крутым рельефом ширина выхода слоев будет сокращаться, с более по-логим рельефом – расширяться.

На карте без горизонталей рельефа слои изображаются в виде ли-ний, повторяющих очертания рельефа. При слабой расчлененности рельефа эрозионной сетью горизонтально залегающие слои будут вы-глядеть на карте либо как сплошное поле, либо как широкие полосы. При значительной расчлененности рельефа слои будут иметь вид полос, вытянутых вдоль склонов долин, при этом более молодые слои будут залегать на высоких элементах рельефа, а вниз по течению будут обна-жаться все более древние слои.

Измерение мощности горизонтального слоя на местности произво-дится несколькими способами.

1. С помощью анероида. Разница в отметках у подошвы h1 и кровли h2 слоя даст его истинную мощность m = h2 – h1 (рис.7 а).

2. С помощью угломера (клиномер на компасе). Измерив угол склона () и высчитав расстояние (а) по склону от подошвы до кровли слоя (шагами, рулеткой, веревкой), определяют истинную мощность:

m = a sin  (рис.7 б).

3. По геологической карте, на которой рельеф изображен с помо-щью горизонталей, истинную мощность слоя легко определить, зная се-

Рис. 7. Изменение мощности горизонтально зале-гающего слоя с помощью анероида (а), угломера (б) и по горизонталям на геологической карте (в)

28

чение горизонталей (рис.7 в).

4. При помощи геофизических методов. Эти способы применяют для установления положения поверхностей, залегающих на значитель-ных глубинах.

5. По данным бурения скважин.

3.1.2. Составление геологических карт и разрезов

Геологические карты для участков земной коры с горизонтальным залеганием отложений составляют следующим образом. Прежде всего, необходимо знать стратиграфию отложений, т.е. возраст и их мощно-сти, а также абсолютные отметки кровли или подошвы хотя бы одного стратиграфического подразделения. Затем к отметке кровли последова-тельно прибавляют мощность вышележащих отложений или вычитают из отметки подошвы мощность нижележащих отложений. По получен-ным отметкам на топографической основе проводят границы выходов между стратиграфическими подразделениями. Карту с горизонтальным залеганием можно построить по данным буровых скважин. Для этого скважины наносят на топографическую основу, вычитают из отметки устья скважины мощности слоев, получают отметки их кровли или по-дошвы и по ним проводят границы между слоями.

При горизонтальном залегании слоев наиболее рациональным на-правлением геологического разреза будет линия, проходящая через са-мую высокую и самую низкую точки рельефа. Глубина разреза ниже поверхности Земли определяется конкретными данными о мощностях и залегании пород, не обнажающихся на поверхности. Сначала проводят одну или несколько линий разрезов, которые могут пересекаться. Затем выбирают горизонтальный и вертикальный масштабы. Горизонтальный масштаб разреза обычно соответствует масштабу карты. Вертикальный масштаб разреза следует принимать равный масштабу карты. Однако при небольших мощностях слоев допускается увеличение вертикально-го масштаба по сравнению с горизонтальным, но не более чем в 20 раз. Увеличение вертикального масштаба приводит к сильному увеличению крутизны склонов земной поверхности и появлению заметных углов на-клона геологических границ.

Построение разреза осуществляется в соответствии с правилами, изложенными в главе 1.

3.2. Наклонное залегание слоев

Наклонное залегание слоев – самое распространенное. Такое зале-гание осадочных отложений возникает в результате тектонических про-

29

цессов. Однообразное наклонное залегание серий слоев, распространен-ное на значительной площади, называется моноклинальным залеганием (рис. 8). Моноклинальные структуры широко развиты в меловых и па-леогеновых отложениях Крыма, Северного Кавказа и в некоторых дру-гих районах. Они хорошо отражаются в строении рельефа, образуя на-клонные ступенчатые гряды.

Положение наклонно залегающих слоев в пространстве определя-ется иначе, чем горизонтально залегающих пород. Для этого введено понятие об элементах залегания.

3.2.1. Элементы залегания слоев

Элементы залегания определяют положение слоя в пространстве, т.е. направление его вытянутости (простирание), а также направление наибольшего наклона (падение) и угол наклона (угол падения).

Простирание – это вытянутость тела в горизонтальном направлении.

При наклонном залегании слой на небольшом участке можно охарак-теризовать как наклонную плоскость, которую условно принимают за по-дошву или кровлю. У наклонно залегающих слоев выделяют следующие элементы: линию простирания, линию падения, угол падения (рис. 9).

Линия простирания слоя – это линия пересечения горизонтальной плоскости с поверхностью (кровлей или подошвой) пласта или любая горизонтальная линия на поверхности пласта. В пре-делах кровли или подошвы слоя можно провести бес-конечное число линий про-стирания. Положение ли-нии простирания в про-странстве определяется ее азимутом.

Рис.8. Моноклинально залегающие рыхлые (1) и плотные (2) слои [7]

Рис.9. Элементы залегания наклонного слоя

30

Линия падения слоя – это линия, лежащая на поверхности слоя, перпендикулярная линии простирания и направленная по падению слоя. Ее положение в пространстве определяется азимутом и углом падения.

Угол падения слоя (α) – это угол между линией падения и ее проек-цией на горизонтальную плоскость или угол, образованный поверхно-стью слоя (кровлей или подошвой) и горизонтальной плоскостью. Ве-личина угла падения изменяется от 0 до 900 (рис.9).

Любую наклонную плоскость можно изобразить на карте в виде трех точек, лежащих не на одной прямой, или двух пересекающихся прямых, а также двух (и более) параллельных прямых, принадлежащих наклонной плоскости. Для наклонного слоя такими прямыми линиями служат две взаимно перпендикулярные линии – простирания и падения или параллельные линии простирания с известными абсолютными от-метками (стратоизогипсы). Ориентировка линий простирания и падения в пространстве определяется их азимутами.

Азимут любого направления – это угол, отсчитываемый по часовой стрелке от северного направления истинного (географического) мери-диана до искомого направления. Линия простирания имеет два проти-воположных направления, поэтому у простирания могут быть замерены два азимута, различающиеся между собой на 180°.Следовательно, ази-мутом простирания называется угол, заключенный между одним из направлений линии простирания и северным направлением истинного меридиана. Пример записи: аз.пр. 14030 или аз.пр. 32030.

Азимутом падения называется угол между проекцией линии паде-ния на горизонтальную плоскость и северным направлением истинного меридиана. Линия падения имеет одно направление и для нее может быть замерен только один азимут, отличающийся на 90° от азимута ли-нии простирания. Поэтому для установления положения наклонного слоя в пространстве необходимо замерить азимут линии падения и угол падения. Пример записи: аз.пад. 23030.

Элементы залегания наклонного слоя замеряются с помощью гор-ного компаса или различными косвенными способами [8,11].

Определение истинной мощности слоя при наклонном залегании. Какое бы положение слой ни занимал в пространстве, кратчайшее рас-стояние между его кровлей и подошвой будет называться истинной мощностью (H). Кроме истинной мощности в наклонных слоях выде-ляются видимая, вертикальная, горизонтальная мощности и ширина вы-хода слоя на карте или плане (рис.10).

Видимая мощность (m) – кратчайшее расстояние от кровли до по-дошвы на срезе слоя рельефом. Вертикальная мощность (H1) – расстоя-ние между кровлей и подошвой по вертикали. Горизонтальная мощ-

31

ность (Н2) – расстояние от кровли до подошвы в горизонтальном направле-нии, перпендикулярном простиранию. Ширина выхода (Н3) – это проекция видимой мощности на горизонталь-ную плоскость или ширина слоя на карте, или плане (рис. 10). Ширина выхода слоя на земной поверхности зависит от мощности слоя, угла на-клона и формы рельефа. Чем больше истинная мощность слоя, тем больше при прочих равных условиях ширина его выхода на поверхность. С увели-чением угла падения ширина выхода слоя на поверхность уменьшается, а при вертикальном положении слоя ширина выхода соответствует истин-ной мощности.

Ширина выхода зависит от угла наклона слоя и угла наклона рель-ефа: при совпадении направления наклона слоя и рельефа она увеличи-вается, а при противоположных направлениях – уменьшается. Если угол наклона рельефа больше угла падения слоя, ширина выхода слоя будет меньше истинной мощности.

Точное определение истинной мощности слоев горных пород и пластов полезных ископаемых обязательно при любых геологических исследованиях. При малой мощности слоев ее можно замерять непо-средственно в обнажениях, но при большой мощности можно замерить лишь видимую мощность, а истинную определяют путем геометриче-ских вычислений. На рис. 11 показаны различные случаи вычисления истинной мощности в сечениях, ориентированных перпендикулярно к линии простирания, по измеренной видимой мощности, углу падения слоя и углу наклона поверхности рельефа.

Если истинная мощность слоя определяется в сечении, ориентиро-ванном косо по отношению к линии простирания, то вводят соответст-вующие поправки на отклонение линии разреза от направления паде-ния. Эти поправки выражаются углом у, представляющим собой раз-ность между азимутами линий простирания и измерения. Вычисления производят по формуле Леонтовского:

m = h (sin  cos  sin  ± cos  sin ),

где m – истинная мощность; h – видимая мощность;  – угол падения

Рис. 10. Определения истинной мощно-сти слоя Н при его наклонном залега-нии: Н1 – вертикальная мощность; Н2 – горизонтальная мощность,

Н3 – ширина выход), m – видимая мощность, α – угол наклона слоя,

β – угол наклона рельефа

32

пласта;  – угол наклона рельефа.

Знаки плюс и минус применяют в зависимости от направления на-клонов поверхностей рельефа и слоя. При их наклоне в одну сторону принимается знак минус, в разные стороны – плюс.

3.2.2. Определение заложения и решение задач с помощью заложе-ния

Ширина выхода наклонного слоя на поверхность зависит от мощ-ности слоя, элементов его залегания и форм рельефа. Это используют на практике для построения выхода слоя на поверхность и определения элементов залегания по его выходам на поверхность. Чтобы решать эти задачи, необходимо знать величину заложения.

В геодезии заложением рельефа называют проекцию склона на го-ризонтальную плоскость между двумя точками соседних горизонталей. Горизонтали – это линии пересечения горизонтальных плоскостей с по-

Рис.11. Различные случаи определения истинной мощности наклонно зале-гающих слоев в сечениях, перпендикулярных к простиранию слоя [9]: а – при горизонтальной поверхности рельефа, б – по керну буровой скважины, в – при наклон-ной поверхности рельефа (слой падает в сторону наклона поверхности рельефа, круче рельефа), г – то же (слой падает в сторону наклона поверхности рельефа, положе рельефа), д – то же (слой падает в сторону, противоположную наклону поверхности рельефа); Н – истинная мощность; h – видимая мощность; α – угол падения слоя;

β – угол поверхности рельефа

33

верхностью рельефа. Высота между горизонтальными плоскостями (се-чение рельефа) на карте везде одинаковая, но ее ширина (заложение рельефа) разная и зависит от крутизны склонов рельефа; чем круче склон, тем меньше заложение, т.е. горизонтали на карте ближе друг к другу, и наоборот (рис. 12). Значит, величина заложения рельефа l опре-деляется высотой сечения h и углом наклона поверхности земли .

Заложением наклонного слоя называется проекция отрезка линии падения слоя на горизонтальную плоскость, заключенного между двумя соседними линиями простирания, проведенными по подошве или крове слоя. Величина заложения определяется следующим образом (рис. 13).

1. На отдельном листе проводят параллельные линии с высотой се-чения h. Высота сечения выбирается равной сечению горизонталей, по-этому значение h равно сечению горизонталей, отложенному в масшта-бе карты. Расстояния между линиями (h) для карты масштаба 1:5000 при высоте сечения горизонталей 10, 50 и 100м соответственно будут равны 2, 10 и 20 мм.

2. На верхней линии произвольно выбирают точку А, из которой транспортиром откладывают истинный угол падения, и проводят линию падения mn.

3. Из точек пересечения линии падения с горизонтальными линиями (линиями простирания) опускают перпендикуляры на нижнюю линию и по-лучают величину заложения a, т.е. проекцию отрезка линии падения на гори-

Рис. 12. Изменение величины заложения рельефа (l, lI, lII,lIII) и величины заложения слоя (b) в зависимости от угла наклона рельефа (, I, II,III ) и угла па-дения слоя () при равном сече-нии h [7]

Рис.13. Определение величины заложения наклонного слоя

34

зонтальную плоскость, заключенного между двумя линиями простирания.

Величина заложения меняется в зависимости от угла наклона слоя, сечения горизонталей и масштаба карты.

С помощью заложения можно определять глубины скважин до кровли или подошвы пласта в определенных точках, оконтуривать пло-щади с заданной глубиной залегания пласта, вычислять мощности сло-ев, а также легко определить элементы залегания пласта на карте с го-ризонталями по его выходу на поверхность [8,11].

Изображение наклонно залегающих слоев на карте. На геологиче-ской карте наклонные слои имеют вид полос, границы которых зависят от строения рельефа, угла наклона слоев и их мощности. При выров-ненном рельефе независимо от угла наклона слоев направление границ между ними будет соответствовать их простиранию, причем падение слоев при нормальном (не опрокинутом) залегании всегда будет на-правлено в сторону более молодых отложений. При расчлененном рель-ефе и наклонном залегании слоев границы между слоями пересекают горизонтали рельефа в соответствии с правилом пластовых треугольни-ков. При вертикальном залегании слоев и любом строении рельефа гра-ницы между слоями пересекают элементы рельефа в виде прямых или изогнутых линий, соответствующих простиранию слоев. Полоса будет тем шире, чем больше мощность слоев и положе угол падения.

При наклонном залегании слоев и расчлененном рельефе выходы слоев на земную поверхность образуют изгибы в наиболее низкой и наиболее вы-сокой точках рельефа. Эти изгибы как бы располагаются в вершинах тре-угольников, которые называются пластовыми треугольниками, форма кото-рых связана с углом наклона моноклинально залегающих слоев. Вершина угла, лежащего в самой низкой точке рельефа, направлена по падению слоя, в самой высокой – по его восстанию. Если слои залегают вертикально, то формой их выхода на поверхность будет прямая линия.

При определении направления наклона по картам без горизонталей или с выровненным плоским рельефом следует руководствоваться об-щим правилом: при наклонном нормальном залегании слои наклонены в сторону расположения более молодых отложений (рис. 14). Слои не мо-гут быть наклонены в другом направлении, так как в этом случае древ-ние отложения залегали бы на молодых, что при нормальном налегании пород невозможно.

Рис.14. Пример наклонного залегания слоев при нормальном залегании пород на карте и разрезе [7]

35

3.2.3. Построение геологических разрезов по картам с наклонным залеганием слоев

При построении геологических разрезов по геологическим картам с наклонным залеганием слоев линия разреза должна проводиться вкрест простирания пород, т. е. под прямым углом к линии простирания. Далее из точек пересечения линии разреза с геологическими границами на то-пографическом профиле с помощью транспортира откладываются ис-тинные углы падения. Элементы залегания пород указываются на кар-тах штриховыми знаками или определяются графическими способами. Если линия разреза расположена не вкрест простирания, а под углом к линии простирания, то на разрезе угол падения слоя будет иметь про-межуточное значение между 0° и истинным углом падения. В этом слу-чае на топографическом профиле откладываются углы падения, взятые из таблиц поправок, или определяются графически.

При наклонном залегании слоев разрезы, как правило, строятся с одинаковым горизонтальным и вертикальным масштабом. Но может возникнуть необходимость увеличения вертикального масштаба, что исказит (в сторону увеличения) истинный угол падения.

При увеличении вертикального масштаба разрезов углы падения слоя, откладываемые на топографическом профиле, находятся по таб-лицам поправок.

Если разрез с увеличенным вертикальным масштабом строится по косому направлению относительно линии простирания (т.е. не в крест простирания), то вначале по таблице поправок устанавливают искажен-ный угол для косого направления. Затем полученное значение прини-мают за истинный угол падения и пересчитывают его с помощью таб-лиц поправок в соответствии с отношением вертикального и горизон-тального масштабов.

Топографический профиль на разрезах с увеличенным вертикаль-ным масштабом также получается искаженным, поэтому вертикальные расстояния между высотными отметками рельефа наносят на профиль не в горизонтальном масштабе, а в увеличенном вертикальном.

Точность построения разрезов с наклонным залеганием слоев во мно-гом зависит от правильности построения топографических профилей.

3.3. Складчатые формы залегания слоев

Складчатые формы залегания слоев образуются при деформации гор-ных пород. Складками называются волнообразные изгибы в слоистых тол-щах осадочных, вулканических и метаморфических пород, возникающие при пластических деформациях (рис. 15). Совокупность складок образует

36

складчатость. Изгибы, имеющие форму складок, могут появиться в процес-се образования пород, например структуры облекания неровностей поверх-ностей несогласия, или при движении застывающих лав.

Складчатость типична только для слоистых толщ. В породах с мас-сивным сложением (например, интрузивных) складки не образуются, а пластические деформации реализуются в других формах.

Складкообразование невозможно без перемещения пород и вызы-вается, главным образом, эндогенными процессами, важнейшие среди которых – тектонические движения.

3.3.1. Понятие об условиях деформации горных пород

В земной коре на горные породы действуют различные нагрузки, которые вызывают в них появление противодействующих напряжений. При достаточной величине нагрузки в горных породах возникают де-формации. Деформацией тела называется изменение формы и объема под действием внешних сил. Деформации в земной коре подразделяют-ся на упругие и остаточные. Упругой называется такая деформация, при которой твердое тело после снятия нагрузки возвращается к первона-чальному состоянию. При всех деформациях существует предел упругости. Если он превышен, то возникает остаточная деформация, которая не исче-зает после устранения нагрузки. Остаточная деформация подразделяется на пластическую и хрупкую. Под пластической понимается остаточная де-формация, которая не нарушает сплошности (целостности) материала. Хрупкой называют такую деформацию, при которой тело разрушается.

Рис. 15. Складчатая структура [2]

37

Внутренние силы, возникающие в теле и стремящиеся уравнове-сить действие внешних сил, называются силами упругости. Величина этих сил, приходящихся на единицу площади поперечного сечения тела, называется напряжением. Для наглядного представления явления де-формации твердых тел в структурной геологии используется вспомога-тельная форма – эллипсоид деформации. Если за исходную идеальную форму взять шар внутри слоя или массива породы, то после деформа-ции он превращается в трех остных эллипсоид сжатия–растяжения и сдвига (рис.16 а). Максимальные напряжения возникают в сечениях, по отношению к которым сжимающие или растягивающие усилия направ-лены перпендикулярно. Эти напряжения называются нормальными (рис.16 б). Кроме нормальных напряжений в телах возникает так назы-ваемые касательные (тангенциальные или скалывающие) напряжения. Максимальные тангенциальные напряжения образуются в сечениях, расположенных под углом около 450 к направлению сжимающих или

Рис. 16. Эллипсоид деформации горных пород: а – идеальная фигура недеформированного тела (шар); б – сечение максимальных нормальных на-пряжений в эллипсоиде деформации; в – круговые сечения максимальных касательных напряжений; г,д – формирование сопряженных трещин отры-ва и скола при деформации горных пород (разрез в плоскости осей А-С)

а

б

в

г

д

38

растягивающих усилий (рис.16 в). При непрекращающемся действии нагрузок за пределами прочности горные породы вначале пронизыва-ются трещинами, а затем разрушаются.

При непродолжительном времени нагрузки, например в рамках опыта, горные породы способны только к разрушению. Если воздейст-вие сил осуществляется длительное время (тысячи и миллионы лет), то породы могут испытывать вязкое течение в твердом состоянии без об-разования разрывов даже при небольших напряжениях. Так образуются складки, кливаж и другие виды деформаций.

При деформациях частицы породы перемещаются относительно друг друга, что может быть обусловлено силами, вызывающими в поро-дах сжатие, растяжение, изгиб, кручение или иные виды деформации (рис. 17). Все, даже самые сложные деформации, можно свести к ком-бинации трех простейших видов: сжатию, растяжению и сдвигу.

В процессе деформации горные породы могут испытывать три после-довательные стадии деформации: упругую, пластическую и хрупкую.

Упругая деформация. Под упругостью понимают способность тел восстанавливать свою первоначальную форму и размеры после устра-нения сил, вызывающих деформацию. В горных породах упругая де-формация незначительна, но при определенных условиях может быть весьма ощутимой. Этим видом деформации объясняется, например, «стреляние» – отделение глыб горных пород от стенок карьеров и под-земных выработок.

Пластическая деформация выражается в способности тела сохра-нять деформацию после снятия действия нагрузки. Почти все горные породы в той или иной степени обладают свойствами пластичности.

Механизм пластической деформации заключается в закреплении упругой деформации, вызванной той или иной нагрузкой, путем рас-пределения частиц и принятия ими нового устойчивого положения. Частицы перемещаются в направлении максимальных касательных на-пряжений, а напряжения в теле падают до величины, отвечающей пре-делу упругости. В обычных условиях пластичные материалы и горные породы (гипс, соли, лед, глины, насыщенные водой, и др.) способны выдержать значительную пластическую деформацию без разрушения. В хрупких породах непосредственно за упругой деформацией или после незначительной пластической деформации наступает разрушение. Если деформация происходит под воздействием большого всестороннего давления и при высокой температуре, например, на большой глубине, или в результате незначительных по величине сил, но сохраняющих свое значение на протяжении многих тысяч и миллионов лет, то даже хрупкие, на первый взгляд, породы (известняки, глинистые сланцы,

39

песчаники и др.) могут стать высоко пластичными породами. Именно этим объясняется образование складчатых деформаций в толщах оса-дочных пород.

Хрупкая деформация. Если напряжения в деформируемых горных породах достигают предела прочности, то породы начинают разрушать-ся. Для многих пород предел прочности, может быть, достигнут еще в процессе упругой деформации, а разрушение – непосредственно за уп-ругой деформацией и может рассматриваться как хрупкое. Разрушение может наступить и в процессе пластической деформации, т.е. когда на-пряжения достигли предела упругости. Такое разрушение, следующее за пластической деформацией, называется вязким.

И в хрупких, и в вязких горных породах в зависимости от положе-ния разрыва в поле напряжений различают два вида разрушения: отрыв и скалывание. Отрыв вызывается нормальными растягивающимися на-пряжениями, поэтому тело распадается в плоскости максимальных рас-тягивающих нормальных напряжений. Скалывание вызывается каса-тельными напряжениями и разрушение в этом случае происходит в плоскости максимальных касательных напряжений. Отрыв обычно бы-вает хрупким, а скалывание – вязким.

При растяжении тела и хрупком разрушении оно распадается в на-правлении, поперечном оси растяжения, параллельно площадкам, на ко-торых возникают максимальные нормальные напряжения (рис.18 а). При сжатии трещины отрыва направлены параллельно оси сжатия и

Рис. 17. Различные виды деформаций7: а – растяжение, б – сжатие, в – чистый сдвиг, г – изгиб, д – кручение; сплошные стрелки – действующие илы, пунктирные – смещения; l0 – начальные размеры; l1 – размеры после деформации;  – изменение размеров в процессе деформации; Ра – активные силы; Рр – реактивные силы;  – угол сдвига

40

нормально к оси поперечного удлинения (рис.18 6). При сдвиге процесс разрушения породы более сложен.

Сдвиг вызывается двумя силами (парой сил), действующими в про-тивоположных параллельных направлениях и приложенных к различ-ным точкам тела. При этом тело, подвергшееся сдвигу, не должно ни двигаться, ни вращаться. Поэтому кроме активной (действующей) пары сил к телу должна быть приложена вторая пара реактивных сил, препят-ствующих движению тела, которое может быть вызвано активной парой сил (рис.18 в). Сложив пару сил (активную и реактивную), как это изо-бражено на рисунке 18, получим две главные оси деформации, из кото-рых одна является осью растяжения, а другая осью сжатия. Отсюда сле-дует, что деформация тела при сдвиге происходит одновременно по двум направлениям, одно из которых служит осью сжатия, а другое – осью растяжения. Оси расположены под углом 45° относительно на-правления приложенных сил.